Строение криолитозоны платформ невозможно по­нять без анализа природного процесса в позднем кайнозое, в том числе геологических событий, таких, как регрессии и транс­грессии моря, оледенения и дегляциации, изменений климата и палеомерзлотных условий. Учитывая изложенное в кратком очерке истории развития природы и мерзлоты (см. 1.3), опи­санные выше закономерности криогенеза платформ и их гео­криологические результаты (см. VI. 1—VI.4), суммируем основ­ные черты распространения и строения криолитозоны.

Многолетнее промерзание литосферы платформ началось в их северной части в позднем плиоцене. При этом в криохроны образовались мерзлые толщи и накапливались синкриогенные отложения. В термохроны они протаивали, отложения подвер­гались таберированию, сохраняя свидетельства образования в многолетнемерзлом состоянии в виде псевдоморфоз по повтор­но-жильным льдам и следов других криогенных явлений. Мно­гократность промерзания и протаивания пород обусловила соз­дание посткриогенной текстурности дисперсных пород, их отно­сительно невысокую льдистость и зависимость криогенного строения от состава отложений и наличия водоносных слоев (см. V.3). В скальных породах древних платформ происходило развитие зон криогенной дезинтеграции. Устойчивое сохранение пород в многолетнемерзлом состоянии даже в криохроны в суб-аэральных условиях несомненно началось со среднего, но очень вероятно, что и с раннего плейстоцена. Другими словами, вре­мя начала постоянного существования мерзлых толщ на севере Сибирской платформы и на Приморских низменностях Северо-Востока России можно считать от 700—600 до 200 тыс. лет на­зад. Эти территории не затрагивались трансгрессиями Поляр­ного морского бассейна и не покрывались ледниками, с одной стороны, но и не входили в зону многолетнего оттаивания в термохроны — с другой.

Северная периферия Восточно-Европейской платформы и Западно-Сибирской плиты, Северо-Сибирская низменность и даже север Яно-Индигирской и Колымской низменностей ухо­дили под уровень моря в период трансгрессий. Отсюда в строе­нии их криолитозоны присутствуют с поверхности синхронно-эпикриогенные высокольдистые отложения с пластовыми пер­вично-грунтовыми льдами (см. IV.3), нижний ярус охлажден­ных пород с криопэгами, а в разрезе — глинистые засоленные отложения и линзы внутримерзлотных криопэгов. Для Запад­ной Сибири, части Северо-Сибирской низменности установлена зависимость мощности криолитозоны от возраста морских тер­рас (см. V.4), а также нестационарный аградационный харак­тер нижней границы мерзлых толщ на низких морских терра­сах. Несомненна генетическая связь северной приморской ча-

270

сти криолитозоны указанных регионов с криолитозоной аркти­ческого шельфа (гл. VIII).

Огромную роль в криогенезе литосферы вообще и в форми­ровании современной криолитозоны в частности сыграли собы­тия позднеплейстоценового криохрона, видимо, одного из са­мых холодных или самого холодного этапа в позднем кайно­зое. Граница многолетнего промерзания в сартанское время (20—18 тыс. лет назад) сдвинулась на юг по сравнению с со­временной на многие сотни и тысячи километров. При этом в наибольшей степени это произошло в Европе, меньше — в За­падной Сибири. В Средней Сибири мерзлые толщи платформы соединились с мерзлотой ее южного горного обрамления — За­падного, и Восточного Саян. Происходило глубокое промерза­ние литосферы: на юге — новообразование мерзлых толщ, на севере — увеличение мощности существовавших. Сформирова­лась или расширилась вертикальная зона гидратообразования. Мощность мерзлых толщ в Западной Сибири, в Вилюйской си-неклизе на 100—150 м, а возможно, и более превышала совре­менную, составляющую ныне 300—700 м. Примерно на такую же величину понизилась подошва ЗГО, поднялась и ее верхняя поверхность.

В распространении мерзлых толщ, их температурной зо­нальности и даже в развитии ряда криогенных процессов, осо­бенно криогенного трещинообразования, существенно сглади­лась секториальность. Так, южная граница мерзлоты в Европе и Западной Сибири заняла почти широтное положение; кли­мат этих регионов стал резко континентальным и сухим, похо­жим на климат Восточной Сибири. Это период широкого фор­мирования высокольдистых синкриогенных отложений север­ного типа, содержащих сингенетические повторно-жильные льды.

Вопрос об оледенениях в позднем плейстоцене дискуссио­нен. Ледниками, очевидно, были покрыты Северный, Полярный Урал, Новая Земля, плато Путорана и горы Бырранга. Лед­ники выходили на сопредельные равнины, деформируя высоко­льдистые дисперсные отложения и оставляя изначально мерз­лые морены. На Путоране, ледник, видимо, был маломощным, «холодным» и под ним сохранялась мерзлота.

Существенно иная история становления криолитозоны бы­ла на Канадском щите. Здесь в течение всего висконсина су­ществовал огромный мощный ледниковый щит, под которым мерзлые породы были только в его периферийной части, а центральная часть щита была талой. Сокращение его разме­ров началось примерно с 10 тыс. лет тому назад, а деградация завершилась 9—8 тыс. лет назад. Многолетнее промерзание по­род щита происходило по мере уменьшения мощности льда и его исчезновения, т. е. по площади от периферии к центру оле­денения. Таким образом, возраст мерзлых толщ Канадского щита даже в той части, где они входят сейчас в зону «сплош-

271

ной» мощной мерзлоты, не превышает 10—12 тыс. лет. В пре­делах Евразии такой ситуации не существует.

Деградация мерзлоты великой криогенной области началась в начале голоцена, а наибольшего развития достигла в период климатического оптимума (8,5—2,4 тыс. лет). Грани­ца протаивания сместилась к северу на огромное расстояние. В северо-восточной- части Европы протаиванию с поверхности подверглись породы практически до побережья. Исключение составляет только самая северо-восточная часть, к западу от Амдермы. В Западной Сибири граница многолетнего протаи­вания достигала 68° с. ш., причем южнее ее оставались острова ММП с глубоким сезонным протаиванием и «несливающейся» мерзлотой, где значения t_Cp находились около 0°С.

В Восточной Сибири эта граница спускалась с северо-вос­тока на юго-запад, т. е. понижалась по широте в глубь конти­нента по мере нарастания континентальное™ климата. Поло­жение ее условно: южнее ее встречаются массивы, не протаяв­шие сверху, а к северу — участки, где произошло несквозное оттаивание пород на некоторую глубину. Последние представ­ляют собой песчаные массивы на террасах Лены и Вилюя (ту-куланы), выходы на поверхность закарстованных карбонатных и других хорошо проницаемых пород. Эти несквозные талики представляли собой бассейны — потоки надмерзлотных грунто­вых вод. Позже, в период позднеголоценового похолодания, эти бассейны частично или полностью промерзли. В первом слу­чае они и сейчас сохранились в виде бассейнов-потоков над­мерзлотных и межмерзлотных вод, известных на песчаных тер­расах Лены вблизи Якутска, на Вилюе, ниже устья р. Мал. Ботуоби и в других местах. Разгрузка этих вод происходит в днищах логов и около уступов террас, где образуются наледи. Полностью промерзшие бассейны фиксируются в разрезах террас в виде высокольдистых слоев, линз, горизонтов, разви­тых на месте водоносных каналов стока.

Глубина многолетнего протаивания мерзлых толщ в период голоценового оптимума увеличивалась с севера на юг от пер­вых десятков метров до 200—250 м и более. Мерзлые толщи мощностью 200—300 м и меньше протаяли полностью. Прота-ивание было неравномерным: глубже протаивали малольдис­тые, высокопроницаемые породы, с более высокими изначаль­ными значениями t_Cp . Сохранились в мерзлом состоянии или оттаивали на меньшую глубину оторфованные, глинистые вы­сокольдистые отложения. На северо-востоке Европы и в Запад­ной Сибири протаяли полностью мерзлые толщи в долинах рек.

В результате в середине голоцена сформировался реликто­ вый слой ММП, являющийся характерной чертой криолитозо-ны платформенного чехла Западно-Сибирской плиты и Восточ­но-Европейской платформы. На Сибирской платформе реликто­вый слой не встречен. Здесь мощность яруса ММП около 200 м (см. VI.3); ниже обычно залегают охлажденные и морозные

272

породы, не содержащие льда и вследствие этого обладающие низкой тепловой инерционностью. В случае протаивания яруса ММП в нижележащих немерзлых слоях могли сохраниться или отрицательные температурные аномалии, скорее всего в положительном диапазоне температур, или гидраты подземных газов.

Реликтовые мерзлые толщи на равнинах северо-востока Ев­ропы и Западной Сибири приурочены обычно к междуречным пространствам и всегда представлены глинистыми породами с льдистостью порядка 10—15% и температурами до —0,5°С. Эти толщи оттаивают сверху и снизу за счет полного перехва­та потока внутриземного тепла.

Многолетнее площадное протаивание верхней части плат­форм в среднем голоцене привело к уничтожению подземных льдов и высокой льдистости синкриогенных и синхронно-эпи-криогенных отложений, их таберированию или таберальной пе­реработке, посткриогенной инверсии рельефа и микрорельефа, образованию термокарстовых озер и подозерных сквозных та­ликов. Севернее границы площадного протаивания названные выше высокольдистые отложения и подземные льды сохрани­лись. Термокарст и многолетнее протаивание были неповсемест­ными; глубины протаивания существенно зависели от времени существования, глубины и температурного режима озера, а так­же от его размеров. Только под крупными, существующими ты­сячи лет озерами образовались сквозные талики. Под озерами диаметром до 100—200 м талики несквозные. Многие озера дренируются речной и овражной сетью и на их месте образуют­ся эрозионно-термокарстовые котловины, называемые в Якутии аласами, а в Западной Сибири — хасыреями.

В позднем голоцене, примерно 2400 лет назад началось но­вое похолодание, которое привело к повторному промерзанию протаявших толщ пород. В северной части зоны площадного протаивания произошло смыкание вновь образовавшейся мерз­лой толщи и реликтового слоя ММП. Локально на их контак­те сохранились внутримерзлотные водоносные линзы. Во­ды в них обладают криогенным напором, но имеют огра­ниченные запасы и быстро срабатываются при откачках. Юж­ная граница сомкнувшихся между собой позднеголоценовых и реликтовых плейстоценовых толщ рассматривается как юж­ная граница северной геокриологической зоны. А южная пери­ферия последней, где образовавшиеся в плейстоцене мерзлые толщи протаяли, утратив исходное криогенное строение, а за­тем породы промерзли вновь, сформировав монолитную в раз­резе мерзлую зону, выделяется как южная подзона северной зоны. Наиболее ярко она прослеживается именно на платфор­мах с мощным чехлом дисперсных отложений. К югу мощность новообразовавшихся позднеголоценовых мерзлых толщ умень- . шается. В результате между поверхностью реликтовых и по­дошвой новообразовавшихся мерзлых толщ сохраняется талый

273

Рис. VI.10. Схема строения криолитозоны Западно-Сибирской плиты (меридиональный разрез):

1 — осадочные породы мезозоя; 2 — кайнозойские отложения (пески, супеси, суглинки); 3 — голоценовые торфяники:

4 — мономинеральные залежи подземного льда; 5 — криогенные текстуры; 6" — криопэги; 7 — многолетнемерзлые породы

и их границы; 3 — охлажденные породы, 9 — граница между многолетнемерзлыми породами, промерзшими в плейстоцене

и позднем голоцене; 10 — направление смещения границы мерзлой толщи (а — деградация снизу, б — деградация сверху,

в — аградация)

Рис. VI.11. Схема строения криолитозоны Средней Сибири (меридиональный разрез):

1 — сложнодислоцированные карбонатно-терригенные породы палеозоя; 2 —субгоризонтальио залегающие палеозойские по­роды чехла Сибирской платформы (песчаники, сланцы, угли, доломиты, мергели, известняки и др.); 3 — галогенные отло­жения; 4 — изверженные породы траппового комплекса; 5 — преимущественно терригенные отложения мезозоя; 6 — чет­вертичные отложения; 7 — залежи подземного льда; 8 — многолетнемерз лые породы и их граница; 9 — охлажденные .породы с криопэгами и морозные монолитные породы; их граница;  10 — деградация снизу границы мерзлой толщи

горизонт — межмерзлотный региональный талик, часто содер­жащий пластовые межмерзлотные воды.

Многолетнее промерзание такого слоя над реликтовыми мерзлыми массивами происходило на большую глубину из-за отсутствия потока геотермического тепла и безградиентности разреза, чем на территориях со сквозными таликами, где ре­ликтовый слой не сохранился. Этим определяется характерная дифференциация мощностей новообразовавшихся позднеголоце-новых мерзлых толщ, а также сложная конфигурация южной границы северной геокриологической зоны, особенно в пределах Западной Сибири.

При позднеголоценовом похолодании в первую очередь на­чалось промерзание оторфованных отложений и суглинков на участках, где мощность снега невелика. В результате возникли торфяные бугры и торфяные площади пучения, до настоящего времени у которых наиболее низкие t_Cp , занимающие наибо­лее южное положение в подзоне островной мерзлоты.

На рис. VI. 10, VI. 11 приведены схематические разрезы стро­ения криолитозоны Западно-Сибирской равнины (плиты) и Средней Сибири, в том числе Сибирской платформы. Характер­ные черты и различия строения криолитозоны объяснены в тек­сте.

В позднем голоцене была восстановлена секториальность геокриологических условий, выразившаяся в смещении к югу границы многолетнемерзлых пород в направлении с запада на восток, т. е. от Восточно-Европейской равнины к Сибирскому плоскогорью, в увеличении континентальности сезонного про­мерзания и протаивания, в понижении температур пород на од­ной широте при движении с запада на восток.

Глава VII

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ КРИОГЕНЕЗА И ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ КРИОЛИТОЗОНЫ ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ